Геострофические
уравнения широко используются в
океанографии для расчетов глубинных
течений. Основная идея состоит в
использовании гидрографических данных
о температуре, солености или теплопроводности
и давлении для расчета поля плотности
из уравнения состояния морской воды,
которая используется в (10.7b)
для вычисления интегрального поля
давления, из которого, в свою очередь,
рассчитываются геострофические течения
по уравнениям (10.8a,b).
Однако, как правило, постоянная
интегрирования в (10.8) неизвестна, поэтому
таким методом можно получить лишь поле
относительных скоростей.
Может
возникнуть вопрос, почему бы не измерять
непосредственно давление, как это
делается в метеорологии для расчета
скорости ветра? И нужны ли измерения
давления для расчета плотности из
уравнения состояния? Ответ заключается
в том, что даже очень небольшие изменения
глубины приводят к большим перепадам
давления из-за большой плотности воды.
Ошибки в величине давления, вызванные
ошибками определения глубины избыточного
давления, значительно больше ошибок
при оценки давления по скоростям течений.
Например, используя (10.7a)
для градиента давления, соответствующего
скорости течения 10 см/сек на широте 30о,
получаем величину 7.5 10-3
Па/м или 750 Па на 100 км. Из уравнения
гидростатики (10.5) перепад давления в
750 Па соответствует изменению глубины
на 7.4 см, т.е. в этом примере нам необходимо
знать глубину избыточного давления с
точностью существенно лучшей, чем 7.4
см, что не представляется возможным.
Геопотенциальные
поверхности в толще океана. Градиенты
давления на произвольной глубине должны
рассчитываться на поверхностях
постоянного геопотенциала, также как
это делалось для поверхностных градиентов
относительно геоида при расчете
поверхностных геострофических течений.
Уже
в 1910 году, VilhelmBjerknes
(BjerknesandSandstrom,
1910) пришел к выводу, что эти поверхности
не соответствуют фиксированным высотам
в атмосфере из-за того, ускорение силы
тяжести g
не является постоянной величиной.
Поэтому при расчете давления уравнение
(10.4) должно учитывать изменения g
как по вертикали, так и по горизонтали
(Saunders,
Fofonoff,
1976).
Геопотенциал Φ определяется
как:
(10.11)
В
системе единиц СИ величина Φ/9.80
почти точно совпадает с высотой в метрах,
поэтому в метеорологическом сообществе
общепринятой традицией, основанной на
предложении Бьеркнеса, является
использование динамических метров D
=Φ/10 для
построения естественной вертикальной
координаты. Позднее они были заменены
на геопотенциальные метры, определяемые
как Z
= Φ/9.80.
Геопотенциальный метр является мерой
работы, необходимой для подъема единичной
массы от уровня моря до высоты z.
Харальд Сврдруп, ученик Бьеркнеса,
перенес это понятие в океанографию, и
глубины в океане часто указывают в
геопотенциальных метрах. Разница между
высотами разделенными постоянными
шагом и соответствующими эвидистантными
уровнями потенциала может быть
значительной. Так, глубина в 1000 динамических
метров соответствует 1017.40 м на полюсе
и 1022.78 на экваторе, т.е. разница составляет
5.38 метров. Заметим, что глубина в
геопотенциальных метрах, глубина в
метрах и давление в децибарах численно
практически совпадают. На глубине 1 м
давление приблизительно равно 1.007
децибар и эта глубина соответствует
1.00 геопотенциальному метру.
Уравнения
геострофических течений в толще океана.
Для
расчета скоростей геострофических
течений в толще океана необходимо знать
горизонтальный градиент давления на
данной глубине. Для этого используются
два подхода:
1.
Рассчитывается наклон поверхности
постоянного давления к поверхности
постоянного геопотенциала. Мы использовали
этот метод и данные по наклонам морской
поверхности, полученные из спутниковых
альтиметрических измерений, для расчетов
поверхностных геострофических течений.
При этом морская поверхность является
поверхностью постоянного давления, а
геопотенциальной поверхностью является
геоид.
2.
Рассчитываются изменения давления на
поверхности постоянного геопотенциала,
т.н. геопотенциальной
поверхности.
Рис.
10.7. Схематичный рисунок, поясняющий
процедуру расчета геострофических
течений по гидрографическим данным.
В
океанографии обычно рассчитывают
наклоны поверхностей постоянного
давления. Основные этапы такого расчета
следующие:
1.
Вычисляются разности геопотенциала (ΦA -
ΦB) между
поверхностями постоянного давления
(P1,
P2)
на гидрографических станциях A
и B
(Рис. 10.7), что то же самое, что и определение
ζ на поверхности.
2.
Рассчитывается наклон верхней поверхности
давления к нижней.
3.
Рассчитывается геострофический поток
на верхней поверхности относительно
потока на нижней, т.е. потоковый сдвиг.
4.
Потоковый сдвиг интегрируется от
некоторой глубины, на которой течение
известно, и получается зависимость
течения от глубины. Например, можно
интегрировать от поверхности вглубь,
используя спутниковые альтиметрические
данные о поверхностных геострофических
течениях или интегрировать вверх от
слоя, на котором принимается условие
отсутствия течений.
Для
расчета геострофических течений в
океанографии используется несколько
модифицированная форма уравнения
гидростатики. Вертикальный градиент
давления (10.6) записывается в виде:
(10.12a)
(10.12b)
где α = α (S, t, p) - удельныйобъем, а
(10.12b)
следует из (10.11). Дифференцируя (10.12a)
по горизонтальной координате x,
приходим, с
использованием (10.6) и с обозначением f
= 2 Ω sinφ , к следующей
форме уравнений геострофического
баланса:
(10.13a)
(10.13a)
где
Φ это геопотенциал на поверхности
постоянного давления.
Теперь
рассмотрим, как гидрографические данные
используются для определения величины ∂Φ/∂xна поверхности
постоянного давления. Интегрирование
(10.12а) между двумя поверхностями
постоянного давления (P1,
P2),
как показано на Рис. 10.7, дает разность
геопотенциала между ними. На гидрографической
станции А имеем:
(10.14)
Удельный
объем записывается как сумма некоторого
базового значения и отклонения от него:
(10.15)
где α(35, 0, p)
это удельный
объем морской воды с соленостью 35 при
температуре 0о
С и давлении p,
δ представляет собой его аномалию.
Используя (10.15) и (10.14) получаем:
где
(Φ1
– Φ2)std стандартное геопотенциальное
расстояние между
поверхностями P1,
и P2
, а
(10.16)
есть
аномалия этого расстояния, обозначаемая
как геопотенциальная
аномалия.
Геометрическое расстояние между Φ1и Φ2 приблизительно
равно (Φ1
– Φ2)/g,
g
≈ 9.8 м/сек2 - приближенное
значение ускорения силы тяжести.
Геопотенциальная аномалия составляет
примерно 0.1% от значения стандартного
геопотенциального расстояния, т.е.
является малой величиной.
Теперь
рассмотрим геопотенциальную аномалию
между двумя поверхностями P1и P2
рассчитываемую на двух гидрографических
станциях А и В, находящихся на расстоянии
L
друг от друга (Рис. 10.7). Для простоты
примем нижнюю поверхность постоянного
давления в качестве отсчетной. Тогда
поверхности постоянного давления и
геопотенциальные поверхности совпадают,
и на этой глубине нет геострофического
течения. Наклон верхней поверхности
дается:
(наклон поверхности постоянного давления
P2)
т.к.
стандартное геопотенциальное расстояние
на станциях А и В одно и тоже.
Скорость
геострофического течения на поверхности
определяется из (10.13b)
как:
(10,17)
где
V
это скорость на верней геопотенциальной
поверхности. Скорость V
перпендикулярна плоскости, содержащей
гидрографические станции и направлена,
в северном полушарии, от читателя (Рис.
10.7). Полезное
мнемоническое правило состоит в том,
что более теплая, менее плотная вода
движется вниз по правоориентированному
в северном полушарии течению.
В
принципе, мы могли бы рассчитать наклон
поверхности постоянного давления
используя плотность ρ
вместо удельного объёма α.
Я использовал
удельный объём, т.к. это является
общепринятой практикой в океанографии
для чего существуют таблицы и компьютерные
программы для расчетов аномалий. Эта
практика сложилась на основе расчетных
методов, разработанных задолго до
появления калькуляторов и компьютеров,
когда все вычисления производились
вручную или с помощью механических
калькуляторов, таблиц и номограмм.
Баротропные
и бароклинные течения:
Если бы океан представлял собой однородную
среду с постоянной плотностью, то
поверхности постоянного давления всегда
были бы параллельны морской поверхности
и скорости геострофических течений
были бы независимы от глубины. В этом
случае, относительная скорость равна
нулю и гидрографические
данные не дают информации о геострофических
течениях. Если плотность варьируется
по глубине, но не зависит от горизонтальных
координат, то поверхности постоянного
давления всегда параллельны морской
поверхности и уровням постоянной
плотности – изопикническим
поверхностям. В
этом случая относительный поток также
равен нулю. Оба случая являются примерами
баротропного
течения.
Баротропные
течения возникают
тогда, когда уровни постоянного давления
в океане всегда остаются параллельными
поверхностям постоянной плотности.
Заметим, что некоторые исследователи
называют усредненный по вертикали
полный поток баротропной компонентой
течения. Wunsh
(1996:74) даже предлагает отказаться от
использования термина баротропный
ввиду его
многократного употребления в самых
различных смыслах.
Бароклииный
поток возникает
при отличном от нуля наклоне поверхностей
постоянной постоянного давления к
поверхностям постоянной плотности.
Рис. 10.8 хорошо демонстрирует, как
поверхности постоянной плотности меняют
глубину своего залегания более чем на
1 км на горизонтальной протяженности в
100 км в районе Гольфстрима. Бароклинный
поток меняется с глубиной, поэтому
сдвиговое течение может быть рассчитано
по гидрографическим данным. При этом
обратите внимание, что для жидкости в
состоянии покоя поверхности постоянной
плотности имею нулевой наклон к
поверхностям постоянного давления.
В
общем случае, зависимость потока от
вертикальной координаты может быть
представлена в виде баротропной
компоненты, постоянной по вертикали, и
бароклинной, меняющейся в этом направлении.
10.5.Пример использования
гидрографических данных.
Рассмотрим
теперь конкретный пример численного
расчета скоростей геострофического
течения с использованием методики
Обработки данных
океанографических станций (JPOTSEditorialPanel,
1991). В этой книге рассматриваются реальные
примеры использования гидрографических
данных, собранных исследовательским
судном Endeavorв Северной
Атлантике. Данные были собраны во время
рейса № 88 вдоль 71о
з.д. через Гольфсирим к югу от Кейп Код,
Массачусетс, на станциях 61 и 64. Станция
61 расположена в Саргассово море в точке
с глубиной 4260 метров, а станция 64 – к
северу от Гольфстрима в районе с глубиной
3892 метра. Измерения проводились
глубинным терморезисторным кислородным
детектором MarkIIICDT/02
производства «Нейл Браун Инструмент
Системс».
Этот
прибор регистрирует температуру,
соленость и давление со скоростью 22
отсчета в секунду, причем цифровые
данные усредняются по 2-х децибарному
интервалу при погружении вглубь. Данные
выдаются через 2-х децибарные интервалы
центрированные по нечетным значениям
величины давления, т.к. первый отсчет
делается на поверхности, а первый
интервал осреднения простирается до
давления 2 децибара с центром при давлении
1 децибар. Затем данные сглаживаются
биномиальным фильтром и линейно
интерполируются к стандартным уровням
приведенным в первых трех столбцах
таблиц 10.2 и 10.3. Всяобработкаосуществляетсяавтоматически.
δ(S,
t,
p)
вычисляется по
значениям t,
S,
pв соответствующем
слое и приведены в пятой колонке таблиц
10.2 и 10.3. Среднее значение аномалии
удельного объёма <
δ > приводится
для данного слоя между отсчетными
поверхностями давления как среднее
между значениями δ(S,
t,
p)верхней и
нижней поверхности слоя. (см. теорему о
среднем в курсе математического анализа).
В последней колонке (10-5
Δ Φ) приводится произведение средней
аномалии удельного объёма на толщину
слоя в децибарах. Таким образом, последняя
колонка дает значение перепада
геопотенциала Δ Φ между точками P1
и P2
в соответствующем слое, полученная
интегрированием (10.16) по толщине слоя.
Расстояние
между станциями L
= 110.935 м, среднее значение параметра
Кориолиса f
= 0.88104 10-4
и знаменатель в (10.17) равен 0.10231 сек/м.
Эти данные используются для расчета
геострофических течений относительно
уровня 2000 децибар, приведенных в таблице
10.4 и изображенных на Рис. 10.8.
Обратите
внимание, что на Рис. 10.8 нет Экмановских
течений. Экмановские течения не являются
геострофическими, поэтому они не вносят
вклад в деформацию поверхности.
Опосредованный вклад проявляет себя
через явление Экмановской накачки (см.
Рис. 12.7).
Рис.
10.8. Слева: Сдвиговые
течения как функция глубины, рассчитанные
по гидрографическим данным, собранным
в ходе рейсов Эндевора
к югу от Кайп Код в августе 1982 года.
Гольфстрим – это быстрое течение с
глубиной менее 1000 децибар. Глубина
нулевой поверхности принята равной
2000 децибар. Справа:
Сечение потенциальной плотности sq через
Гольфстрим вдоль меридиана 63.66о
з.д. рассчитанное по термоэлектрическим
данным Эндевора
25 – 28 апреля
1986 года. Гольфстрим сосредоточен на
сильно наклоненных контурах, расположенных
выше глубины 1000 м между 40о
и 41о.
Вертикальный масштаб растянут в 425 раз
по сравнению с горизонтальным. (Данные
отображены Линн Талли, Океанографический
Институт Скрипса).
Таблица
10.2. Расчет относительных (сдвиговых)
геострофических течений по данным 88-го
рейса «Эндевор» на станции 61.
(36о40.03’
N,
70o59.59’
W
; 23 августа 1982 г.; 1102Z)
Таблица
10.3. Расчет относительных (сдвиговых)
геострофических течений по данным 88-го
рейса «Эндевор» на станции 64.
(37о39.93’
N,
71o00.00’
W
; 24 августа 1982 г.; 0203Z)
*Geopotential anomaly integrated from 2000dbar level. Velocity is calculated from (10.18)